MANTEAU TERRESTRE

Comme l'ensemble des planètes telluriques de notre système solaire, et contrairement aux corps astronomiques de petite taille comme les astéroïdes, la Terre est une planète différenciée. Entre quelques dizaines et une centaine de millions d'années après le début de sa formation par accrétion, l'énergie apportée par les impacts des météorites – en particulier l'énergie apportée par la collision géante avec l’astéroïde géant Théia, qui donnera naissance à la Lune – a entraîné une fusion quasi complète de la planète et la formation d'un océan magmatique. Le métal dense contenu dans le matériau primitif s'est extrait de l'océan magmatique pour former le noyau au centre du globe. La partie résiduelle du matériau a donné après sa cristallisation la partie silicatée de la Terre, que l'on nomme le manteau. La structure du manteau est étudiée par les méthodes géophysiques, alors que sa composition et dynamique font l'objet d'études interdisciplinaires impliquant l'ensemble des sciences de la Terre et notamment la géochimie et la sismologie.

Structure du manteau

La structure du manteau est en premier lieu déterminée à partir des variations des vitesses de propagation des ondes sismiques à l'intérieur du globe obtenues en mesurant les temps d'arrivée des ondes aux stations de mesure à la surface. À partir de cette cartographie 3D, on définit un modèle moyen d'une Terre à symétrie radiale, c'est à dire une Terre où les vitesses des ondes ne dépendraient que de la distance au centre de la Terre. Ce modèle, nommé P.R.E.M. (Preliminary Reference Earth Model) par ses concepteurs en 1981, demeure, depuis lors, le modèle de référence où sont définies les principales couches internes du globe. La vitesse réelle en un point de la Terre correspond alors à une « anomalie » – positive ou négative –par rapport au modèle P.R.E.M. ; ce sont ces anomalies de vitesse qui sont représentées dans les images tomographiques et qui nous renseignent sur la dynamique du manteau.

La structure radiale du manteau

La structure radiale du manteau se décrit comme une série de couches « en pelure d'oignons » (fig. 1). La limite supérieure du manteau est celle qui marque la transition avec la croûte, continentale ou océanique. La première mise en évidence, par utilisation des méthodes sismiques en 1909, est due au météorologue et sismologue croate Andrija Mohorovičić, qui lui a donné son nom : le Moho. Le Moho est défini comme une limite de changement de vitesse sismique consécutif à la nature différente des roches dans la croûte et le manteau ; il sépare la croûte où les vitesses des ondes de compression (ondes P) sont inférieures à 7 km/s, et le manteau, où la vitesse des ondes P est supérieure à 7 km/s. Repéré sur des profils sismiques, le Moho en domaine océanique se trouve de 3 à 7 kilomètres de profondeur. Il est beaucoup plus profond en domaine continentale, aux alentours de 30 kilomètres de moyenne (et jusqu'à 70 km sous les plus grandes chaînes de montagne). Cette différence de profondeur du Moho, ou de façon équivalente d'épaisseur de la croûte, s'explique par le principe d'isostasie et une plus grande densité de la croûte océanique comparée à la croûte continentale. Le Moho océanique est le seul à pouvoir être échantillonné : dans les chaînes de montagne de collision continentale, lors d’une fermeture océanique, où il affleure ; ou en mer, à l'occasion d'accidents au pied de certaines marges passives comme celle de la Galice.

Structure du manteau et du noyau terrestres

Le modèle P.R.E.M. (pour Preliminary Reference Earth Model, ou modèle préliminaire de référence pour la Terre) a été publié en 1981 par Dziewonski et Anderson. Fondé sur la mesure des temps d'arrivée des ondes sismiques et l'étude des courbes hodochrones qui en résultent, ainsi que... 

Crédits : Encyclopædia Universalis France

Afficher

Au niveau des océans, à une profondeur de 100 à 200 kilomètres, se trouve une première couche sismiquement remarquable du manteau : il s'agit d'une zone à faible vitesse, que l'on qualifie d'asthénosphère, par opposition à la lithosphère qui la surmonte. La lithosphère rigide comprend donc la croûte solide et une partie du manteau supérieur. Elle constitue les plaques tectoniques et est caractérisée par des transferts de chaleur par conduction, alors que l'asthénosphère « ductile » marque le passage à un mode de refroidissement par convection du manteau.

Au sein du manteau convectif, on mesure une augmentation rapide des vitesses sismiques à partir de 440 kilomètres de profondeur, avec une certaine variabilité en fonction des zones de mesure. Cette zone se prolonge jusqu’à 660 kilomètres de profondeur avec une augmentation, parfois saccadée, des vitesses sismiques. Elle est qualifiée de « zone de transition ». On y détecte souvent une interface marquée par une autre augmentation brusque des [...]

1  2  3  4  5 …
pour nos abonnés,
l’article se compose de 7 pages

Médias

Structure du manteau et du noyau terrestres
Crédits : Encyclopædia Universalis France

dessin

Échantillon de péridotite
Crédits : T. Boyes/ Shutterstock

photographie

Changements de phase minéralogiques dans le manteau
Crédits : Encyclopædia Universalis France

dessin

Modélisation numérique de la convection thermochimique
Crédits : Cinzia Farnetani

photographie

Afficher les 4 médias de l'article